CHAPITRE XXVI

Répartition géographique et principaux types. — Origine et caractères physiques de la glace du glacier. — Marche du glacier et ses causes. — Ablation de la glace. — Variations de régime. — Phénomènes de transport et de sédimentation. — Phénomènes de corrosion. — Ancienne extension des glaciers. — Preuves de la multiplicité des invasions glaciaires. — Hypothèses relatives aux causes des périodes glaciaires.

Les glaciers sont des amas plus ou moins étendus de glace en mouvement, que Ton rencontre sur la terre ferme à de hautes altitudes ou sous les latitudes élevées. Au même titre que le vent, le ruissellement, les eaux courantes, ils constituent de puissants agents d'ablation, de transport, de sédimentation et même de corrosion. C'est avant tout cette fonction géologique qui doit retenir notre attention. Mais la Physique des glaciers est non moins intéressante, elle fait aujourd'hui l'objet d'une branche indépendante de la Physique du Globe, dont il est indispensable de résumer ici les résultats essentiels, tout au moins en tant que leur connaissance est nécessaire à la compréhension du rôle des glaciers dans les phénomènes de glyptogénèse [1-7].

' Répartition géographiquk et principaux types. — La condition indispensable à la formation de glaciers, en un point déterminé du Globe*, est l'existence de reliefs s'élevant au-dessus de la limite inférieure des neiges perpétuelles, ou plus exactement des neiges persistantes. Cette limite dépend essentiellement du climat; elle est à la fois fonction de la température et de l'état hygrométrique de l'air; aussi présentet-elle les plus grandes variations d'altitude, même pour des points relativement rapprochés, situés sur la même latitude (fig. 173). Elle ne descend cependant jamais jusqu'au niveau même de la mer, même dans les régions polaires. Elle est toujours plus élevée au

centre d'un grand massif que sur la périphérie, ainsi qu'on a pu rétablir dans les Alpes, en Norvège, au Caucase, etc. Elle descend plus bas sur les versants exposés au nord que sur les pentes tournées vers le midi. Elle .subit aussi de grandes variations annuelles, qui dépendent de la plus ou moins grande abondance des chutes de neige [22-23].

Un climat maritime, combiné avec des altitudes élevées, favorise rétablissement des glaciers sous toutes les latitudes, tandis que, même dans les régions polaires, les glaciers font défaut dans les plaines de faible altitude de l'intérieur des continents, comme par exemple dans celles de la Sibérie, où cependant le thermomètre descend extrêmement bas.

La limite des neiges persistantes ne marque toutefois pas la limite inférieure atteinte par la terminaison des glaciers, ceux-ci peuvent descendre beaucoup plus bas et quelquefois jusqu'au niveau delà mer, en raison de leur écoulement continu vers l'aval, qui est certainement la plus essentielle de leurs particularités.

Les glaciers occupent, dans les régions polaires, des surfaces auprès desquelles celles des glaciers des régions tempérées sont tout à fait insignifiantes. Ils s'y présentent sous la forme de vastes calottes, qui recouvrent presque en totalité des continents, ou de grandes îles, ou tout au moins des plateaux très étendus. Dans les pays tempérés, par contre, les glaciers sont encaissés dans des vallées, dont ils suivent le thalweg, en partant d'un bassin d'alimentation pour se diriger vers l'aval. Ils prennent ainsi une forme plus ou moins allongée. On leur réserve le nom de glaciers proprement dits ou de glaciers encaissés, par opposition aux calottes glaciaires. Chacune de ces deux catégories comprend un certain nombre de types distincts, reliés entre eux par des termes de passage, tout comme il existe des types intermédiaires entre les calottes et les glaciers encaissés. Nous allons passer successivement en revue ces diverses formes de glaciers.

Calottes glaciaires. — On donne le nom de calottes continentales ou Inlandsis à des calottes glaciaires qui recouvrent tout un continent comme le continent Antarctique, ou une grande île, comme le Groenland ou la terre de Baffin.

La glace se forme sur place dans la région centrale de l'île ou du continent et s'écoule en pente douce vers la périphérie, de sorte que, en particulier au Groenland [8], la calotte possède la forme d'un vaste bouclier. Quelques sommets non recouverts de glace surgissent de loin en loin. Au Groenland on leur a donné le nom de nunataker. Ils sont plus nombreux vers les bords qu'au centre, de

sorte que la glace se déverse vers le littoral par des émissaires individualisés, qui rappellent les glaciers encaissés.

Il est difGcile d'évaluer la surface de l'immense calotte glaciaire qui sans doute recouvre presque en totalité le continent Antarctique; celle de l'inlandsis du Grœnland a été estimée à 2 millions de km^.

Sous des latitudes moins élevées, les calottes glaciaires couvrent des surfaces d'une moindre étendue : ce sont des calottes locales^ qui occupent des plateaux élevés et alimentent plusieurs glaciers encaissés dans des vallées divergentes. C'est le tyiye Scandinave (pi. LXII, 2), réalisé surtout au Justedalsbrâ et au Svartisen, en Norvège [9].

Le même type existe en Islande. Les calottes du Spitzberg [10, 11] sont de véritables inlandsis, mais quelques-unes d'entre elles donnent naissance à d'immenses glaciers encaissés, qui coulent jusqu'à la mer dans de larges vallées à pente modérée.

Glaciers encaissés ou glaciers proprement dits, — Tandis que, dans le type Scandinave, les bassins d'alimentation des divers émissaires sont confondus, dans les glaciers proprement dits chaque bassin d'alimentation donne naissance à un glacier unique, qui tantôt coule dans le fond d'une vallée, tantôt plane en quelque sorte sur une croupe, ou occupe le fond d'un cirque.

Les glaciers de vallée constituent ce que l'on appelle d'ordinaire le type alpin. Ils possèdent en général un bassin d'alimentation comparable au bassin de réception d'un torrent (pi. LXI) et sont ensuite encaissés, entre des parois plus ou moins abruptes, de manière à se développer en longueur et prendre la forme d'une langue (Gletscherzungé). Le glacier des Bossons (pi. LXII, 1), dans le massif du Mont Blanc, les deux glaciers de Grindelwald [12], celui de Rosenlaui, dans le massif de l'Aar, sont des exemples classiques de glaciers simples. On peut leur opposer les glaciers poUjsynthétiques ou cornposés, qui résultent de la concrescence de deux ou de plusieurs glaciers, dont chacun possède un bassin d'alimentation propre. D'ordinaire ils coulent en dernier lieu dans une vallée à fond relativement plat et leur pente est presque toujours moins forte que celle des glaciers simples. Le glacier d'Aletsch, dans le Valais, et la Mer de Glace (pi. LXIII) en sont des représentants célèbres. Beaucoup de glaciers du Caucase [15], de l'Himalaya, de la Nouvelle- Zélande [17] appartiennent à cette même catégorie.

Un type tout à fait spécial de glaciers polysynthétiques est celui des glaciers du pied des monts (piedmonl-glacie^'s). Plusieurs glaciers simples ou composés, bien encaissés, débouchent dans une plaine côtière, où ils se réunissent en une vaste masse de glace qui s'étale

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É. Havg. — Traité de Géologie.

Pl. LXV.

Cliché Paul Corbin.

GLACIKR DU MOXT DR LANS

VU du Plateau d'Emparis, près la Grave (Hautes-Alpes). Calotte glaciaire avec glaciers suspendus.

Cliché Tttirr»».

CHUTK DE LA MKR DE GLACH AU CHAPEAU.

en forme de gâteau, présentant une surface presque horizontale. L'exemple le plus connu est le glacier de Malaspina, sur la côte sudouest de l'Alaska [19], qui est formé aux dépens des glaciers des monts Saint-Elie et Logan et couvre, avec une largeur maximum de 96 km, une surface de 3 500 km" [19].

Un type encore très particulier de glaciers encaissés est celui qui caractérise les cônes volcaniques. Une calotte de glace ou de névé occupe le sommet du cône et donne naissance à des glaciers bien individualisés, qui descendent dans les barrancos, qu'ils remplissent plus ou moins complètement. On rencontre ce type aussi bien sur les volcans polaires, tels que Jan Mayen, que sur ceux des régions tempérées, tels que les monts Shasta, en Californie, et Rainier, dans l'état de Washington [20], ou des régions tropicales, comme le Kilimandjaro.

Les glaciers qui occupent le sommet de croupes élevées sans descendre dans les vallées sont appelés glaciei^s suspendus. On en a fait le type pyrénéen, car, bien qu'ils existent également dans les Alpes*, ils caractérisent la chaîne des Pyrénées à l'exclusion des glaciers du type alpin. Souvent des blocs de glace se détachent de leur extrémité inférieure et s'accumulent au bas d'un abrupt, où ils forment, en s'agglutinant, un nouveau glacier, un glacier régénéré. C'est de cette manière que prennent naissance les glaciers de cirques, qui sont alimentés par des chutes de glace ou de névé et occupent le fond de dépressions plus ou moins circulaires que dominent des parois verticales (pi. LXIV).

Les glaciers de vallées peuvent être envisagés comme les plus typiques; dans tous les cas ce sont les mieux connus, aussi nous sen iront-ils de point de départ pour l'étude physique et géologique des glaciers. Nous aurons soin d'indiquer en passant, s'il y a lieu, par quelles particularités essentielles les autres types diffèrent du type alpin.

Origine et caeiactêres physiques de la glace du glacier. — La neige qui tombe en toute saison dans les hautes altitudes des massifs montagneux les plus élevés glisse sur les pentes sous la forme d'avalanches et s'accumule dans les dépressions, où elle se tasse par son propre poids et constitue alors le névé. En raison de ce tassement et surtout grâce à une fusion superficielle, elle subit des transformations

1. Le g^lacier du Mont de Lans, dans le massif de TOisans, est une véritable calotte glaciaire, qui donne naissance à un assez grand nombre de glaciers suspendus (pi. LXV, i). C'est donc, en réalité, un type intermédiaire entre le type Scandinave et le type pyrénéen.

profondes. Les cristaux se cimentent et il se forme des grains englobés dans une masse plus ou moins liquide à la surface, solide en profondeur et riche en bulles d*air. C'est ainsi que prend naissance peu à peu une glace huileuse; puis, les bulles d'air s'échappant par des fissures, la glace devient beaucoup plus homogène et plus transparente, c'est la glace du glaciei\ Elle est bleue, tandis que le névé est blanc. Sa structure est très remarquable et diffère essentiellement de presque toutes les glaces qui résultent de la congélation directe de Teau.

Elle se compose de grains très irréguliers, mais arrondis, de dimensions variables, dont chacun correspond à un cristal unique. L'orientation optique de chaque grain est différente, tandis que dans la glace formée à la surface d'un lac tranquille les cristaux sont tous orientés suivant une même direction, leurs axes optiques étant perpendiculaires à la surface de l'eau. Les grains sont beaucoup plus gros à l'extrémité inférieure du glacier qu'à son origine ; ils y atteignent les dimensions d'un œuf de pigeon, tandis que dans le névé ils ont à peine la grosseur d'un pois. La conclusion qui s'impose dès lors est que chaque cristal se nourrit, s'accroît par assimilation de l'eau de fonte qui circule dans les intervalles, ou par réunion de deux ou de plusieurs individus voisins, les gros grains absorbant les petits. Pour que cette dernière condition puisse se trouver réalisée, il faut que deux cristaux voisins possèdent la même orientation optique et qu'ils aient été amenés dans cette position en roulant sur eux-mêmes. Hagenbach-Bischoff [24, 25], qui s'est livré à une étude spéciale du grain du glacier, fait toutefois appel à l'intervention de forces moléculaires pour expliquer l'accroissement des cristaux.

En même temps que les grains s'accroissent vers l'aval, la glace devient plus transparente, et sa densité augmente. D'après les mesures effectuées par J. Vallot à la Mer de Glace [26], elle est de 0,88 à 3 020 m, et de 0,91 à 1 850 m d'altitude.

La température de la glace varie également suivant les points du glacier où on la mesure. Ce n'est que dans le voisinage immédiat de la surface qu'elle subit des variations saisonnières. Sa température en profondeur est celle de son point de fusion et varie par conséquent avec la pression. Les observations de F. A. Forel et Hagenbach- Bischoff [27], de Blûmcke et Hess [28] ont confirma les résultats expérimentaux et les données de la thermochimie. Une pression de 2200 kgr par cm^ abaisse le point de fusion de la glace à — 22*.

Cette propriété de la glace, de même que les particularités de sa structure, favorise dans une large mesure son écoulement et, par

conséquent, comme on le verra tout à Theure, le cheminement du glacier.

La plasticité est une propriété de la glace en général, elle n'est pas particulière à la glace du glacier. Il en est de même du regel, c'est-à-dire de la faculté que possèdent deux morceaux de glace à la température de fusion de se souder par simple contact, sans l'intervention d'une forte pression.

Un dernier caractère physique de la glace du glacier mérite encore d'être signalé, c'est la stratification, qui est très nette dans le névé et se retrouve avec diverses déformations jusque vers l'extrémité inférieure. Elle est due aux alternances de périodes de précipitations abondantes avec des périodes où les chutes de neige sont rares, qui donnent naissance à des couches alternativement riches et pauvres en bulles d'air, c'est-à-dire blanches et bleues (pi. LXIII).

Marche du glacier et ses causes. — Le glacier n'est pas un corps mort, toutes ses parties sont douées d'un mouvement constant et régulier vers l'aval, la glace s'écoule comme le ferait une matière semi-fluide, telle que de la poix. Cette conclusion, à laquelle divers auteurs ont été amenés il y plus d'un siècle, découle avec évidence du fait de la progression que l'on observe temporairement sur le front des glaciers et sur laquelle nous reviendrons; mais elle résulte en outre de quelques obsen^ations directes. Ainsi l'échelle qui fut abandonnée par H. B. de Saussure en 1788, au pied de l'Aiguille Noire, fut retrouvée à 4 000 m en aval en 1832. Quelques vêtements des victimes d'un accident survenu en 1820 'au Grand Plateau, au Mont Blanc, reparurent au bas du glacier des Bossons en 1861. Des mesures plus ou moins précises, effectuées sur divers glaciers, principalement dans les Alpes, ont permis d'établir les lois qui régissent leur marche. Les premiers observateurs, en particulier Agassiz et ses collaborateurs, puis Forbes et Tyndall, se contentaient de placer en ligne droite des piquets d'une rive du glacier à l'autre, perpendiculairement à l'axe. Au bout d'un certain temps la ligne s'était déplacée, en se déformant, les piquets de la région axiale ayant marché plus rapidement vers l'aval que ceux des bords.

Heim, lors de ses belles recherches sur le glacier du Rhône [5], imagina d'employer comme repère, non plus des piquets, mais des pierres assez rapprochées, teintes de couleurs différentes pour chacun des profils transversaux. Des piquets enfoncés très profondément ont cependant sur les pierres l'avantage de ne pas subir des déplacements du fait de la fusion superficielle de la glace envi-

LES PHENOMENES GEOLOGIQUES

ronnante. On mesure aujourd'hui les déplacements des repères au moyen de visées. C*est la méthode qui fut employée par J. Vallot [26] dans ses travaux sur la Mer de Glace, par Finsterwalder au Vernagtferner [14], par Blûmcke et Hess au Hintereisferner [28], dans le massif de l'Œtzthal.

Les mesures de précision confirmèrent le résultat obtenu par les anciennes observations : dans les glaciers simples, le mouvement de la glace s'accélère d'abord rapidement des bords vers la région médiane, pour atteindre, par une accélération de plus en plus lente,

Fig. 174. — Coupe transversale du Hintereisferner (d'après H. Hess). ABCD, courbe roprésontant les vitesses à la surface.

son maximum dans l'axe du glacier. Dans les glaciers composés, le mouvement est exactement le même que dans un glacier simple, tout se passe comme si les moraines médianes n'existaient pas.

La courbe dessinée au bout d'un certain temps par les alignements de pierres n'est pas une parabole avec concavité vers l'amont, comme on aurait pu s'y attendre ; elle présente, vers les deux rives, une très légère concavité et elle se rapproche de la ligne droite dans la région axiale (fig. 174). L'écoulement est donc comparable à celui d'un liquide visqueux qui ne présenterait pas d'adhérence sur les bords de la coulée.

En représentant en projection sur un plan horizontal les chemins décrits par les repères des profils successifs, on obtient des lignes, d'abord convergentes, puis grossièrement parallèles à l'axe, c'est-àdire à la ligne des vitesses maxima. Vers les bords, ces lignes, au lieu de rester parallèles et de converger de nouveau vers l'extrémité inférieure, divergent légèrement vers les rives, à partir du moment où le glacier est encaissé dans un lit étroit, et viennent aborder les

rives, qu'elles coupent sous un angle très aigu, comme le montre la figure 175, reproduite d'après Hess [7].

La ligne réunissant les points de vitesse maximum ne correapond, en réalité, pas rigoureusement à Taxe géométrique du glacier ; Agassiz a établi depuis longtemps qu'elle oscille d'une rive à l'autre, décrivant une ligne sinueuse, et reproduit les sinuosités des rives en les accentuant, exactement comme le fait le courant dans un cours d'eau qui décrit des méandres. La vitesse augmente du fond du glacier vers la surface, elle croît également du sommet du névé vers la région encaissée, et, dans cette région, de l'amont vers l'aval, jusqu'à l'extrémité. Elle atteint son maximum dans les points où le glacier possède la plus grande épaisseur. Elle est proportionnelle à la pente.

Elle s'accroît lorsque la section du lit se resserre, elle se ralentit lorsque la section s'élargit. Ce sont là les lois mêmes qui régissent l'écoulement d^s liquides encaissés dans Un Ut^ ainsi que l'avait pressenti

175. — Trajectoires rendant compte du mouvement de la glace dans un glacier composé

(d'après H. Hftss).

Les parties grisées représentent la roche en place;

les lignes tremblées, les moraines médianes.

Mgr Rendu, évêque d'Annecy, dès 1840. Les différences, comme le fait remarquer Hess [7], sont essentiellement quantitatives et tiennent à la grande viscosité de la glace.

On a souvent prétendu que la vitesse de la glace était deux fois plus grande en été qu'en hiver et plus grande le jour que la nuit. D'après les observations de J. Vallot [26], il n'en est rien, et la vitesse peut être considérée, en un point déterminé, comme constante pendant toute l'année.

La vitesse absolue de l'écoulement de la glace du glacier est très variable. On donne comme valeurs extrêmes 25 mm et 1,25 m par heure. A condition de pentes égales, elle est, d'après J. Vallot, environ 10000 fois plus faible que celle de l'eau liquide [26J. Elle peut être comparée à celle de la petite aiguille d'une montre.

Une conséquence directe de la marche du glacier est la formation de crevasses. On en observe déjà dans le névé, qui est alors découpé en blocs prismatiques, dont les faces verticales laissent apparaître très nettement la stratification. Ce sont les séracs, ainsi nommés à cause de leur ressemblance avec certains fromages de Savoie, qui portent ce nom.

Une très grande crevasse transversale, souvent large et profonde, appelée rimaye ou Bergschrund, sépare presque toujours le névé supérieur de la région où commence à proprement parler récoulement. Les crevasses qui lui sont parallèles (pi. LXI) rappellent tout à fait celles qui se forment au moment d'une coulée de boue (pi. XLIII, 3). Plus bas on observe des crevasses marginales, partant des bords du glacier et dirigées obliquement vers l'amont. Elles résultent des tractions inégales que subit la glace dans les régions latérales, où elle est gênée dans son écoulement, comme le montrent, dans la courbe décrite par les rangées de pierres, les deux branches presque parallèles aux deux rives (fig. 174).

Les crevasses transversales résultent, par contre, de l'existence de ruptures de pente, de convexités dans le profil en long du fond du glacier. Elles sont largement béantes et vont en se rétrécissant vers l'intérieur, où les tensions sont moindres qu'à la surface. Elles peuvent coexister avec les crevasses marginales ; il se forme alors un réseau, qui donne naissance à des blocs irréguliers, prenant quelquefois la forme d'aiguilles (pi. LXV, 2).

Enfin, les crevasses longitudinales sont celles qui se forment à l'extrémité inférieure, lorsque le glacier, après avoir été resserré dans un lit étroit, s'étale en éventail. Elles divergent vers l'aval, puisque les plus fortes tensions sont dirigées perpendiculairement à l'axe.

Les crevasses de la partie encaissée et de Textrémité étalée du glacier permettent d'observer très nettement la disposition zonée de la glace, qui résulte, d'après Hess [7], du laminage, dans la région encaissée, des stratifications que présente le névé et dont il a été question plus haut (pi. LXIII).

Ce n'est pas ici le lieu de résumer toutes les théories qui ont été émises pour expliquer la nature et la cause du mouvement de la glace dans les glaciers : dilatation, simple action de la pesanteur, regel de l'eau liquide contenue dans les intervalles des grains, écoulement d'une masse plastique, etc. La question est d'ailleurs plutôt du domaine de la Physique mathématique. Iless résume à peu près de la manière suivante l'état de nos connaissances sur la nature du phénomène [7].

Le glacier est une masse de glace qui s'écoule sur une surface inclinée comme un liquide très visqueux. Son mouvement est entretenu par la pression respective de ses parties, il est ralenti par le frottement exercé par son lit et il est réglé par les lois du frottement intérieur. La vitesse de l'écoulement varie d'une section à la suivante et ne peut donc pas être assimilée à un simple glissement sur un plan incliné.

La plasticité de la glace est une propriété moléculaire; c'est elle qui la rend apte à s'écouler et l'écoulement est favorisé mais non déterminé par le grain du glacier et par sa température.

Il y a lieu d'ajouter que, d'après Drygalski [8], l'écoulement de la glace est possible aussi bien sur une surface plane que sur une surface inclinée.

Ablation de la giace. — L'alimentation du glacier par les chutes de neiges et les avalanches n'a lieu — sauf pour les glaciers régénérés — que dans les régions situées au-dessus de la limite des neiges persistantes ; mais le glacier, en raison de son écoulement, descend bien au-dessous de cette limite, dans des régions oii la température moyenne est notablement supérieure à celle de la température de fusion. Dans la Nouvelle-Zélande, par exemple, les glaciers descendent jusque dans des forêts de Fougères arborescentes. Dans les Alpes, le glacier des Bossons s'avançait en 1892, en se frayant un passage dans une forêt, dont il renversait les sapins.

Il est évident, dans ces conditions, que le glacier doit subir, pendant une partie de l'année tout au moins, une ablation considérable, c'est-à-dire une perte de matière par fusion et par évaporation.

Vénaporalion est due à l'action des rayons solaires et à celle des

448 LES PHÉNOMÈNES GEOLOGIQUES

vents secs, tels que le fœhn des Alpes Suisses, qui balayent souvent la surface du glacier. Son rôle dans l'ablation est très considérable, mais la part qui lui revient par rapport à la fusion ne peut être déterminée avec précision.

La fusion du glacier s'opère à la fois par la surface et par le fond. A la surface, elle est due à la fois à l'action des rayons solaires, de la pluie, des vents chauds, des vents humides qui condensent la vapeur d'eau sous la forme de givre et, par suite, réchauffent la surface de la glace. La part qui revient dans la fusion aux vents et à l'insolation est certainement beaucoup plus grande que celle de la pluie, car les émissaires des glaciers ont un débit plus considérable en été, par les journées sèches et claires, que par les jours de pluie.

Les matériaux solides qui encombrent la surface du glacier, soit sous la forme de poussières, soit surtout sous la forme de moraines, contribuent dans une large mesure à la fusion superflcielle, grâce à leur température toujours plus élevée que celle de la glace. De même, la fusion est plus intense sur les bords du glacier que dans Taxe, d'une part à cause de la présence des moraines, de l'autre à cause de la réverbération des rayons solaires par les parois encaissantes.

Sur le fond, la fusion est due également au contact de la glac« avec des roches dont la température est toujours plus élevée que son point de fusion. Nous possédons d'ailleurs peu de données sur cette température, mais nous sommes renseignés sur la part qui revient à cette fusion profonde par la présence des eaux de fonte, dont il sera question tout à l'heure.

L'ablation totale a fait l'objet d'évaluations très nombreuses, dont quelques-unes sont basées sur des mesures sommaires mais méthodiques de la diminution subie par le volume du glacier dans les différentes parties de son cours. Blûmcke et Hess [7] ont pu ainsi construire, pour le Hintereisferner, dans le massif de l'Œtzthal, où l'ablation pour un point donné varie de 2 à 7 m environ, les courbes d'égale ablation et établir l'indépendance de celles-ci et des courbes de niveau, due à la plus grande ablation sur les bords du glacier.

C'est à l'ablation, plus intense sur les bords que dans la région axiale, que doit être attribuée la forme convexe du glacier dans sa partie encaissée et à son extrémité inférieure*. Dans la région du névé, où l'alimentation prédomine sur l'ablation, les formes planes, voire concaves sont la règle.

Abstraction faite de la part qui revient à l'évaporation, les produits

1. Sur plusieurs glaciers de TOisans, Tablalion est aujourd'hui si intense que, vers leirr extrémité inrlérieirre,- le profil en travers est non plus convexe, UMiis eoneave^

de l'ablation sont les eaux de fonte, qui se rencontrent à la surface, dans l'intérieur et sur le fond du glacier. Ce sont souvent de véritables cours d'eau.

Les uns sont superficiels et coulent dans des gouttières étroites et profondes, qu'ils ont creusées eux-mêmes dans la glace, grâce à la force vive qu'ils ont emmagasinée et que leur confère leur pente considérable. D'autres sont intérieurs et circulent dans des crevasses refermées dans le haut soit par des chutes de neige, soit par le regel. Lorsque ces crevasses sont obstruées vers l'aval, ou lorsqu'elles rencontrent un ressaut dans le fond rocheux, l'eau de fonte s'accumule, élargit son lit et il se forme des poches sous-glaciaires, telles que celle qui, en crevant, déversa, le 12 juillet 1892, environ 100 000 m' d'eau, d'une hauteur de plus de 3000 m, dans la vallée de Bionnassay, puis dans celle du Bon-Nant, engloutissant le village de Bionnay et les Bains de Saint-Gervais [35].

Quelquefois les eaux superficielles descendent en profondeur par

Fig. 176. •— Formation d*iceberg:s dans un fjord du Groenland par vêlage aux dépens d'un glacier arrivant à la mer (d'après Helland).

des gouffres qu'elles creusent dans la glace en tourbillonnant, formant ce que l'on appelle des moulins, en tous points comparables aux marmites creusées par les eaux courantes sur des fonds rocheux.

Il se forme également des cours d'eau sous-glaciaires, sur le fond du glacier, au contact des roches qui lui servent de soubassement. Ils coulent souventdans de véritables galeries et débouchent soit latéralement, soit à l'extrémité inférieure du glacier, alimentant l'émissaire, le torrent glaciaire. Les observations de Mme Vallot sur le cours d'eau sous-glaciaire de la Mer de Glace [36] ont montré que la vitesse de ces eaux de fonte est environ deux fois moindre que celle d'un torrent coulant à l'air libre, les conditions de pente étant les mêmes. Leur lit est donc généralement très étroit.

Toutes ces données sur l'ablation du glacier ont été acquises par des études sur des glaciers du type alpin. Elles s'appliquent également à tous les autres types, avec certaines réserves, bien entendu, qui résultent des différences de climat.

Hauo^ Traité de Géologie. 29

450 LES PHÉNOMÈNES GEOLOGIQUES

Dans le cas des glaciers qui arrivent jusqu'à la mer, Tablation s<» produit encore sous une forme qui n*est connue qu'exceptionnellement chez les glaciers alpins, comme par exemple au lac de Mârjelen, sur le bord du glacier d'Aletsch, dans le Valais. C'est le vêlage, qui consiste dans Tarrachement de grands pans de glace sur le front du glacier, dès que celui-ci flotte sur Teau du lac, du fjord ou de la mer, et dans rentraînement à la dérive de Vice-berg ainsi formé. Le schéma fig. 176 permet de se rendre aisément compte du phénomène, que l'existence de marées doit faciliter dans une large mesure- On sait que la partie d'un ice-berg qui émerge de l'eau n'atteint qu'environ 1/8 de la hauteur totale. Comme il en existe qui s'élèvent à 70 m au-dessus du niveau de la mer, leur hauteur totale est de dOO à 600 m, ce qui indique une épaisseur énorme pour le glacier à son extrémité terminale.

Les ice-bergs provenant de glaciers encaissés débouchant dans des fjords affectent des formes déchiquetées souvent très bizarres. Par contre, ceux qui se détachent de l'immense calotte glaciaire du continent Antarctique sont régulièrement prismatiques et la partie qui émerge présente un aspect tabulaire.

Variations de régime. — l^orsque dans un glacier la fusion et l'évaporation sont exactement compensées par l'apport fourni par b*s chutes de neige, ou, en d'autres termes, lorsque l'ablation et l'alimentation se font équilibre, le front conserve sa même situation, sa distance de l'origine reste constante. Lorsque l'calimentation est plus abondante que l'ablation, le front du glacier progresse vers l'aval. Par contre, lorsque l'ablation prédomine sur l'alimentation, le front recule vers l'amont.

Dans le premier cas, on dit qu'il y a crue du glacier; dans le .second, qu'il y a décrue.

D'une manière générale les glaciers subissent de légères oscillations saisonnières, car l'ablation est à peu près nulle en hiver et l'alimentation est plus faible en été. Il en résulte une légère décrue en été, une légère progression en hiver.

A côté de ces oscillations très faibles, il en est d'autres d'une amplitude beaucoup plus grande, qui se reproduisent périodiquement à des intervalles de plusieurs années.

Le glacier des Bossons, par exemple, dont la crue avait commencé en 1875 et avait atteint son maximum en 1892, est en décrue constant'^ depuis cette date. Dans le courant du siècle, il avait déjà été en crue de 1812 à 1818, de 1826 à 1830, de 18;n à 1839, de 1843

à 1854. Les renseignements sur le glacier supérieur de Grindelwald embrassent une plus longue période; d'après les recherches d'Ed. Rîchter [41] dans les archives, les années 1595, 1709, 1735, 1768, 1814, 1890 ont été des années de débuts de crue, celles de 1605, 1719, 1743, 1778, 1822, 1855, 1898, des années de maxima.

On remarque tout de suite la coïncidence approximative entre les périodes de crue qu'ont subies les deux glaciers au cours du XIX* siècle, et cette coïncidence s'étend à la plupart des glaciers alpins sur lesquels on possède des données précises.

Le début et la fin de la crue ne se produisent pas simultanément partout et la durée de la crue varie d'un glacier à l'autre, mais la coïncidence moyenne de chaque crue pour l'ensembk est très satisfaisante. Pour ce qui est de la dernière, il est bien établi qu'elle a été suivie d'une décrue générale de presque tous les glaciers alpins. Il semble qu'actuellement elle soit sur le point de prendre fin et on signale même quelques indices qui permettent d'espérer une crue prochaine.

Les renseignements réunis par Ed. Richter [41] et qui remontent jusqu'à 1592 ont montré à ce regretté savant que la durée de la période séparant les crues successives vaçie de 20 à 45 ans. La moyenne entre ces deux chiffres est donc très voisine du chiffre de 35 ans qu'Ed. Briickner [40] donne comme période des alternances d'années sèches et chaudes et d'années humides et froides, dont il a constaté l'existence en réunissant, pour plusieurs siècles, les données relatives aux hivers rigoureux, aux fortes chutes de neige, aux variations de niveau des lacs, à la date des vendanges, etc.

De plus, la coïncidence est frappante entre les crues des glaciers et les successions d'années humides et froides. On ne peut s'empêcher d'y voir une relation de cause à effet. Cependant on a signalé un certain nombre de glaciers qui semblent constituer des exceptions dans le synchronisme général des crues et des décrues. Il s'agit d'en expliquer les causes.

F. A. Forel [42] a fait remarquer depuis longtemps que, dans les variations périodiques des glaciers, il y a non seulement changement de forme, mais encore changement de volume ; autrement dit, que les variations se font sentir en même temps et dans le même sens sur les trois dimensions des glaciers : sur leur longueur, sur leur largeur et sur leur épaisseur. L'observation directe et des mesures de précision, effectuées pendant 9 ans sur la Mer de Glace par J. Vallot [26], ont confirmé cette conclusion et ont conduit ce savant à envisager de la manière suivante la variation du glacier.

Une période froide et humide provoquera, sur toute la surface du réservoir supérieur d'un glacier, une augmentation d'épaisseur du névé. Cette masse de neige, souvent répartie sur une surface très considérable, descendra avec le glacier et produira dans la partie inférieure une augmentation très notable, à cause du resserrement de la masse dans un goulot étroit. C'est comme une énorme vague qui descendra et s'écoulera pendant un temps plus ou moins long, augmentant l'épaisseur et la longueur du glacier et produisant, en d'autres termes, une crue périodique. Mais il faudra à cette vague un temps très long pour descendre jusqu'à l'extrémité du glacier, et ce n'est qu'après un grand nombre d'années qu'elle arrivera dans la partie inférieure. La cause et l'effet sont donc loin d'être contemporains, et Tépoque de la crue de l'extrémité inférieure du glacier dépendra de la largeur et de la vitesse de celui-ci. C'est pour cela que tous les glaciers ne varient pas en même temps, l'effet étant presque immédiat sur les plus courts, tandis qu'il se fait attendre sur ceux qui ont une grande longueur. Ainsi l'avancement ou le retrait du glacier des Bossons précède toujours de plusieurs années celui de la Mer de Glace, qui est sensiblement plus longue.

Il va sans dire que la situation géographique peut également exercer une action perturbatrice sur les variations, suivant que le glacier sera soumis à un climat continental ou à un climat maritime, suivant qu'il sera exposé aux vents humides ou qu'il sera abrité^ etc.

Les conclusions relatives à la périodicité des variations ont été déduites de l'étude des glaciers alpins, les mieux connus à l'heure actuelle. Les glaciers Scandinaves et pyrénéens, en Europe, les glaciers arctiques, ceux des autres parties du Globe donnent des résultats beaucoup moins concluants, mais qui concordent cependant assez bien avec ceux que fournissent les glaciers alpins.

En soumettant à une étude critique des données que fournit Tobservation des glaciers des régions boréales, c'est-à-dire ceux du Groenland, de l'Islande, de Jan Mayen, du Spitzberg, de la Terre François-Joseph et de la Scandinavie, Ch. Rabot est arrivé aux résultats suivants [43] : Antérieurement au xvni* siècle, les glaciers sont beaucoup moins étendus qu'aujourd'hui et cet état de niimmum remontait certainement à plusieurs siècles. Pendant le cours du xviii' siècle et jusque dans les premières années du xix', une crue énorme, dépassant l'amplitude d'une simple variation, se produit. Les glaciers envahissent des territoires qu'ils n'avaient jamais occupés durant la période actuelle. Cette crue est générale et affecte tout l'hémisphère nord. Durant le xix* siècle, période indécise. Dans quel-

ques régions se produit une augmentation considérable, suivie d'une faible diminution de la glaciation, tandis que, dans d'autres, les glaciers, après être restés en état de maximum au début du siècle, ont subi, depuis, une régression, aussi considérable que celle observée dans les Alpes dans ces cinquante dernières années. Il existerait donc, d'après Ch. Rabot, outre les variations à courte période, des variations dont la période embrasserait plusieurs siècles.

D'autres auteurs estiment, par contre, que les faits connus ne permettent pas encore une pareille généralisation. Dans tous les cas, il faut souhaiter que les observations systématiques qui, pour certains glaciers, portent déjà sur une longue série d'années, se multiplient et s'étendent de plus en plus *.

Phénomènes de transport et de sédimentation. — On a souvent comparé le glacier à un cours d'eau et plus particulièrement à un torrent, avec son bassin de réception, son canal d'écoulement et son cône de déjection. Cette assimilation est surtout justifiée, si l'on envisage le glacier comme agent de transport. Dans le bassin d'alimentation, l'ablation prédomine; dans la partie encaissée, c'est le transport; sur le front du glacier, c'est la sédimentation.

L'ablation n'est que partiellement l'œuvre du glacier, elle est due en première ligne à l'action des agents atmosphériques, qui opère la désagrégation des roches, comme on l'a vu dans un précédent chapitre (chap. XXIV). Les matériaux détachés des cimes et des parois qui entourent le bassin d'alimentation tombent sur le névé ou sur le glacier, soit sous la forme de blocs, soit à l'état de détritus pulvérulents.

Le glacier lui-même, ainsi qu'on le montrera plus loin, rabote son fond et ses rives, leur arrache sans cesse des matériaux et fonctionne donc aussi comme agent d'ablation.

Quel que soit le mode d'ablation, les éléments étrangers sont entrainés par le glacier dans sa marche vers l'aval. Ils cheminent à la surface ou sur le fond, puis, lorsque se produit la fusion de la glace, ils sont déposés soit latéralement, soit en avant. Leur ensemble forme des amas que, depuis Louis Agassiz, on appelle les moraines du glacier [45],

Il y a donc lieu de distinguer, parmi les moraines, celles qui sont

1. Outre les elTorts individuels, il convient de citer la constitution de commissions régionales pour Pobser^'ation des glaciers, telles quelles fonctionnent par exemple en Suisse, en France, en Italie. Il existe en outre une Commission internationale des Glaciers et des Annales de Glaciologie, qui en sont Torgane et qui publient des travaux en quatre langues.

encore en mouvement de celles qui sont déjà déposées et ne pourroni se remettre en mouvement que dans le cas d'une avancée plus forle du glacier, qui les entraînera à nouveau dans sa marche. La Commission internationale des glaciers, réunie en 1899, au glacier du Rhùne, sous la présidence d'Ed. Richter, a décidé que cette distinction devait servir de base à un groupement rationnel des moraines, et voici la classification à laquelle elle s'est arrêtée [46] :

llor.,ne. mouYiite. \ ^^^^ ,„„^,,

Moraines inférieures.

/ Mor. longitudinales.

Mor. rempart ) „„, „„>„i„„i„„ $ •*. riveraines. Moraines déposées { (*•"'• "^'K'"*'*"* } M. frontales.

«-defondSÏ-J[„t"'"-

Les moraines mouvantes font pour ainsi dire corps avec le glacier. Les moraines superficielles résultent de la chute, sur la surface du glacier, de matériaux originaires des cimes qui entourent le bassin de réception ou des parois qui endiguent le fleuve de glace. Ces détritus cheminent à la surface, en suivant les mêmes tracés que la glace sous-jacente. Ils sont amenés dans la région frontale et continuent, dans ce cas, leur marche vers l'aval, en même temps que le glacier; ou bien ils atterrissent sur les bords, en même temps que la glace qui les porte, comme le montre lafig. 173, et y forment alors, sur ces bords, des moraines latérales, constituées par des accumulations de blocs, qui ont, en général, conservé à peu près leurs formes primitives. Lorsqu'un rocher surgit au milieu d'un glacier, ou lorsque deux glaciers viennent à se confondre (glaciers polysynthétiques), les trajectoires des blocs transportés convergent et il se forme une trainée de matériaux détritiques partant du rocher ou du point de convergence des deux glaciers, pour, de là, se diriger vers l'aval, parallèlement à l'axe. C'est ce que l'on appelle une moraine médiane.

Le glacier rencontre dans sa marche des matériaux meubles qui encombrent le fond de la vallée, il les entraîne avec lui. Il rencontre en outre des aspérités rocheuses qu'il abat, en en détachant des blocs, qu'il emporte également dans sa marche. Ces divers blocs frottent constamment les uns contre les autres et sont triturés, en même temps que leur surface subit des modifications sur lesquelles nous reviendrons. Il se forme une couche plus ou moins épaisse,

composée de gravier fin ou de boue et de blocs englobés dans la niasse, et cette couche s'intercale entre le glacier et son fond. C'est la 'fnoraine inférieure ou la moraine de fond. Quelquefois, comme au Spitzberg [10, 11], plusieurs couches de détritus et de glace alternent entre elles. Ailleurs, comme à la Mer de Glace, cette couche détritique fait défaut et la glace repose directement sur le fond rocheux, ainsi que Ta établi J. Vallot [47].

La moraine de fond est entraînée par le glacier dans son mouvement de progression, c'est comme un fleuve d'éléments détritiques qui chemine sous le fleuve de glace.

Lorsque deux glaciers se réunissent, les matériaux de la moraine de fond sont comprimés au contact des deux masses de glace, ils s'insinuent entre elles et dessinent une surface de suture, [qui constitue ce que l'on a appelé les moraines internes. On a pu constater.

Fig. 177. — Schéma indiquant la position des moraines en mouvement dans une section transversale de glacier alpin (d^apri^s H. Hsss).

F, moraines de fond; I, moraines internes; M, moraines médianes; T, moraines transversales; L, moraines latérales.

au moyen de galeries, l'existence, sous la moraine médiane, de cette mince couche détritique verticale.

De la moraine de fond peut encore être introduite par pression dans les fissures du glacier, ou bien elle peut être amenée à chevaucher par-dessus de la glace immobilisée. Ainsi prennent 'quelquefois naissance des moraines transversales,

La disposition respective de ces diverses catégories de moraines en mouvement est représentée d'une manière schématique parla fig. 177, empruntée à Hess [7].

Lorsque les matériaux détritiques sont entraînés jusque dans la région où s'opère la fusion du glacier, leur mouvement cesse aussitôt et ils forment les moraines déposées, d'autant plus accessibles à l'observation que la fusion est plus intense, en particulier dans les phases de retrait du glacier. Les blocs qui constituaient les moraines superficielles forment maintenant des remparts morainiques, soit sur les bords du glacier, ce sont les moraines riveraines (pi. LXIIL

LXIV); soit sur le front, c'est la moraine frontale. Aux éléments provenant de la surface viennent se mélanger ici des matériaux originaires de la moraine de fond. Celle-ci déborde sur les bords du glacier, et il existe même des moraines frontales, comme par exemple au glacier d'Ulecillewaet, au Canada, qui résultent, suivant les observations de Penck [48], d*un foisonnement de la moraine de fond sur le front du glacier. L'abondance des cailloux striés suffit souvent à démontrer Torigine profonde de pareilles moraines frontales.

Les moraines médianes et internes se confondent et laissent, après la fusion du glacier, une trace de leur passage sous la forme de moraines longitudinales.

Enfin, la moraine inférieure reste elle aussi stationnaire, le retrait du glacier permet de constater qu'elle couvre de grandes étendues, soit sous la forme de moraine profonde, à surface plus ou moins

Fig. 178. — Série glaciaire (d'après A. Penck). C, dépression centrale; M, amphithéâtre morainique; T, cône de transition, D, dramlins.

plane, soit sous la forme A^drumlins, c'est-à-dire de monticules elliptiques, dont le grand axe est parallèle à la direction de la glace.

Le grand développement des moraine^ frontales montre que le glacier a stationné un temps assez considérable immédiatement en arrière d'elles. Lorsqu'il progresse de nouveau, il démolit ce rempart et incorpore les blocs dont il se composait k sa naoraine de fond, qui se trouve ainsi nourrie de matériaux d'origine superficielle.

Lorsque le glacier se retire, la moraine frontale subsiste dans le paysage sous l'aspect d'un amphithéâtre morairnque. En arrière, se trouve généralement une sorte de bassin, qui correspond à l'emplacement occupé antérieurement par le front du glacier et qui forme ce que l'on appelle la dépression centrale {Zungenbecken), Elle est souvent transformée en lac, ou en marais. Son fond peut aussi être constitué par des drumlins.

Le rempart morainique est dissymétrique : sa pente est abrupte vers l'amont, où la glace maintenait ses matériaux en équilibre; le versant extérieur est, par contre, en pente douce, car les eaux de

fusion du glacier entraînaient les matériaux vers Taval, en les arrondissant peu à peu. Cette pente a été appelée par Du Pasquier cône de transition; c'est en effet la transition entre les formations glaciaires et les cailloutis fluvio-glaciaires. Souvent ces cailloutis forment des couches qui, dans le haut du cône de transition, alternent avec les dépôts morainiques, les deux faciès s'engrenant littéralement.

L'ensemble de la ceinture morainique, de la dépression centrale et du cône de transition constitue ce que Ton a appelé un ajipareil fluvio-glaciaire, ou complexe glaciaire. Souvent deux ou plusieurs ceintures de moraines entourent la dépression centrale, composant, suivant l'expression de Penck, une série glaciaire (fig. 178).

Phénomènes de corrosion. — On a vu que le glacier entraînait tous les matériaux qui encombrent son fond. Ceux-ci ne tardent pas à faire corps avec la glace, de sorte qu'ils produisent sur le substratum rocheux une friction d'autant plus intense que la pression exercée par le glacier est plus considérable et que sa vitesse est plus intense. Les blocs encastrés fonctionnent comme autant de rabots ou de burins; les surfaces sur lesquelles ils frottent sont striées ou polies. Les roches granitiques et les roches dures en général subissent un polissage souvent parfait; les calcaires, par contre, présentent des stries parallèles, dont la direction indique le sens du mouvement de la glace. Les roches meubles sont rabotées et les parties arrachées viennent augmenter la masse de la moraine de fond. Les surfaces que le glacier laisse à découvert dans ses phases de retrait, et que le ruissellement ou rinter\'ention de l'homme a débarassées de leur manteau de moraine de foiid, permettent d'observer les stries et les cannelures, les polissages les plus variés. Les roches qui faisaient saillie sur le fond sont arrondies, moutonnées (pi. LXIV, LXVI). On y reconnaît une pente douce plus exposée au burinage que la pente opposée, plus raide et moins bien polie, puisque la friction se produisait à la descente et rencontrait par conséquent une résistance moindre.

Les cailloux qui entrent dans la composition de la moraine de fond frottent en outre les uns contre les autres; ils arrondissent leurs angles, mais conservent des faces planes, ce qui les distingue des cailloux fluviatiles ou littoraux. Les galets calcaires présentent de plus des stries suivant plusieurs directions différentes, chacune correspondant à une nouvelle position du galet par rapport à son voisin. Ces cailloux striés caractérisent essentiellement les formations glaciaires ; un œil tant soit peu exercé ne les confond pas avec ceux que

l*on rencontre quelquefois dans les éboulis. Les stries ne peuvent sf conserver que dans des terrains imperméables; dans les lerrain> perméables, elles sont rapidement détruites par les eaux d'infiltration, de même que les polis glaciaires ne sont le plus souvent conser>és sur les roches que lorsque celles-ci sont protégées contre les agent> atmosphériques par de la boue glaciaire.

Devant ces remarquables phénomènes de corrosion, on est amené a se demander si les glaciers sont capables de modifier d'une manière appréciable les formes topographiques des vallées qu'ils occupent, en d'autres termes s'ils sont susceptibles d'exercer une action érosive.

Deux écoles se trouvent en présence : l'une répond par l'affirmative; d'après l'autre, le glacier, loin de creuser les vallées, protègf». au contraire, son lit contre toute érosion torrentielle. La questi<»n mérite d'être examinée de près.

On constate que les vallées dans lesquelles s'exerce exclusivement l'érosion par les eaux courantes sont caractérisées par un profil en travers en forme de V, tandis que celles qui portent des traces manifestes du passage des glaciers ont un fond aplati, se raccordant avec des flancs très escarpés, et possèdent, par conséquent, un profil en travers en U* (pi. LXVIII, 1). Il est logique d'attribuer à l'érosion glaciaire cette transformation du profil.

Mais il y a plus. Tandis que, dans les vallées qui n'ont jamais été visitées par les glaciers, les profils en long des vallées latérales se raccordent parfaitement avec celui de la vallée principale (v. p. 414. fig. 162), il n'en est pas de même dans les vallées glaciaires. Les affluents y débouchent par des gorges étroites ou s'y jettent en cascades, formant de véritables « vallées suspendues ». C'est là un des principaux charmes des vallées alpines. A. Penck [49] et W. Morris Davis [50] ont conclu de cette particularité que les vallées en question ont subi un surcreusenienl dû à l'érosion glaciaire. Les thalwegs des vallées suspendues seraient les restes de l'ancien réseau hydrographique, privés par le surcreusement de leur raccordement normal avec le thalweg primitif de l'artère principale. W. Kilian [53] attribue, par contre, le surcreusement à l'érosion fluviatile et pense que les vallées latérales ont été préservées de toute érosion par les glaciers locaux qui les occupaient postérieurement au retrait du glacier primitif. Après la fusion de ces glaciers locaux, la topo-

1. Il importe bien entendu de comparer entre elles des vallées creusées dans une même roche, dans des micaschistes par exemple. 11 est impossible dès lors d'attribuer à une autre cause que l'érosion glaciaire la forme en U que présentent ces vallées dans Icj? Alpes, alors que dans d'autres régions, telles que le Vivarais, qui n'ont jamais été occupées par des glaciers, les profils en V sont la règle.

É. Haug. — Traité de Géologie.

Pl. LXVI.

Cliché communiqué par M. Ch. Vélain.

LES SEPT SŒURS (Nordiand) (vue partielle). Excavations creusées par les anciens glaciers.

Cliché Ch. Vélaîn.